Формы горно-ледникового рельефа

Ледники горных стран характеризуются большим морфологи­ческим разнообразием, обусловленным разнообразием горного рельефа и условиями питания ледников. И.С. Щукин выделяет следующие типы горных ледников:

• фирновые и снежные пятна — линзообразные накопления не­подвижного снега и фирна в неглубоких понижениях пологих склонов;

• ледники ступенеобразных поверхностей у подножия крутых те­невых склонов, питающиеся лавинами, сходящими с этих склонов;

• висячие ледники — небольшие ледники, залегающие на кру­тых склонах без заметного ограждения по краям возвыше­ниями коренного склона;

• каровые ледники — занимающие сравнительно небольшие, кресловидные понижения с крутыми задней и боковыми стен­ками;

• кальдерные ледники, занимающие понижения кальдер;

• ледники вулканических конусов — покрывают вершины вулканов (ледниковые шапки Эльбруса и Казбека на Кавказе и др.);

• ледники плоских вершин — встречаются на высоко приподнятых денудационных поверхностях;

• переметные ледники — стекают в противоположных направ­лениях, но имеют единую область питания, располагающуюся в седловине хребта;

• возрожденные (регенерированные) ледники — образуются в тех случаях, когда на пути ледника встречается высокий крутой уступ. Целостность ледяного потока в этом случае нарушается, от него откалываются глыбы, падающие к подножию уступа. Если глыбы не успевают растаять, они спаиваются и образуют новый ледник на более низком гипсометрическом уровне;

• норвежский тип ледников (ледяные шапки) — переходный от горных ледников к покровным. Ледники этого типа приуро­чены к платообразным вершинным поверхностям, где обра­зуют выпуклые шапки. Лед в таких шапках растекается во все стороны и, достигнув края плато, спускается с него от­дельными языками;

• долинные ледники, занимают горные долины. При слиянии нескольких долинных ледников образуются древовидные и дендритовые ледники.

И.С. Щукин выделяет еще ледники так называемого туркес­танского типа, которые не имеют областей питания, а зарожда­ются в долинах за счет снега, приносимого лавинами. Сетчатый и предгорный тип оледенения были рассмотрены выше.

В горах образование ледников начинается со стадии снежника или фирнового пятна. В понижении рельефа на участке склона, располагающегося чуть выше снеговой границы, накопившийся за зиму снег не успевает растаять за лето. На следующий год здесь накапливается новая порция снега и т.д. Накапливающийся снег постепенно превращается в фирн, а затем в лед. Наличие ус­тойчивого скопления льда обусловливает интенсивное развитие морозного выветривания горных пород как на дне понижения, занятого льдом, так и на его границе со стенками понижения^[24]. Талые воды, образующиеся при таянии льда в дневное время ле­том, обеспечивают вынос продуктов выветривания. В результате

Рис. 108. Схема формирования кара (по В. Девису)

—J ^{дн0 понижения} углубляется, задняя и

^ ' боковые его стенки становятся круче

(ледник как бы вгрызается в собст­венное ложе), и с течением времени на месте бывшего слабо выраженного в рельефе склона понижения образу­ется чашеобразное углубление с кру­тыми, часто отвесными стенками и пологовогнутым дном. Такая кресло- подобная форма рельефа называется каром. Ледник вступает в новую ста­дию развития — стадию карового лед­ника (рис. 108, 1, 2).

Постепенно кар разрастается за счет отступания стенок под действием мо­розного выветривания, гравитацион­ных склоновых процессов и ледника, который выносит обломочный мате­риал, поступающий со склонов кара. Разрастаясь, соседние кары могут слиться и образовать более крупную и сложную форму релье­фа — ледниковый цирк. Таким образом, кары и цирки являются результатом разрушительной работы ледника и склоновых про­цессов (рис. 108, 3, приложения 16, 17).

Наиболее благоприятны для карового расчленения подветрен­ные склоны большой крутизны северной экспозиции. Более резко выраженные кары возникают и сохраняются в скальных породах. В менее устойчивых породах они теряют морфологическую выра­женность и по внешнему облику напоминают водосборные во­ронки. Кары и цирки обычно служат основными источниками питания долинных ледников. При частичном слиянии соседних цирков в рельефе могут сохраниться отдельные скалистые гребни и пики — карлинги (рис. 108, 4). Ледниковые цирки, карлинги и скалистые гребни — наиболее характерные формы рельефа гор, охваченных современным оледенением. Такой рельеф получил назва­ние альпийского. Так как развитие горного оледенения зависит от положения снеговой границы, альпийский рельеф может встре­чаться в горах различной высоты (рис. 109).

Разрастание ледниковых цирков в стороны может привести (в условиях тектонического покоя и стабильности климата) к "съе­данию" горных хребтов и пиков на уровне окраинных частей

Рис. 109. Альпийский рельеф с долинным ледником (Альпы, район Монблана)

 

фирновых бассейнов ^[25] цирков и образованию эквиплена — рода пе- диплена, высотное положение которого определяется высотой снеговой границы в пределах той или иной горной страны. Иде­альный пример развития гляциального горного рельефа и образо­вания эквиплена показан на рис. 110.

В плейстоцене снеговая граница неоднократно изменяла свое высотное положение как в результате разных по интенсивности оледенений, так и в результате тектонических движений. Поэтому в горах на разных уровнях создавались серии цирков, образовав­шие несколько ярусов, — каровые лестницы. В настоящее время разновысотные цирки находятся на разных стадиях развития: наиболее высокие (и молодые) заняты ледниками, наиболее низ­кие (и старые), потерявшие резкость морфологических очерта­ний, — небольшими озерами или лугами.

Следующая стадия развития горного оледенения — образование долинного ледника. По мере накопления льда его масса уже не умещается в каре (цирке), и лед начинает медленно спускаться вниз по склону. В качестве трассы стока лед обычно использует

Рис. 110. Последовательные стадии развития гляциального горного рельефа и образование эквиплена

какую-либо эрозионную форму. Долинные ледники характеризу­ются своеобразным комплексом форм нано-, микро- и мезоформ рельефа их поверхности. В долинных ледниках четко различаются области питания и абляции. Как следует из сказанного выше, об­ластями питания долинных ледников являются кары или цирки. Поверхность ледника в областях питания имеет вогнутую форму вследствие питания краевых частей не только за счет твердых ат­мосферных осадков, но и за счет лавин, сходящих с окружающих кар крутых склонов (рис. 111, б). Выпадение осадков в твердом виде даже летом приводит к тому, что в области питания лед всегда прикрыт сверху снегом или фирном. Гидрографическая сеть в об­ласти питания ледника, возникающая летом при таянии снега и фирна, относится к радиальному центростремительному типу. Вогнутая поверхность ледника в области его питания находит от­ражение в рисовке горизонталей на топокартах: с поверхности ледника на окружающие его скалы горизонтали переходят плавно и выпуклостью обращены к задней стенке кара или цирка.

Рис. 111. Продольный (а) и поперечные (б, в) профили долинного ледника: б — в области питания; в — в области абляции; 1 — задняя стенка кара; 2 — бергш- рунд; 3 — фирновая линия; 4 — ледопады; 5 — конечная морена; 6 — коренные породы; 7 — внутренняя и донная морены; 8 — ригели

 

На мощных фирновых и снежных полях областей питания ледников низких широт встречаются оригинальные формы, на­званные "снегами кающихся". Под влиянием инсоляции снежная или фирновая масса приобретает вид многочисленных стоящих бок о бок наклонных конических фигур, издали напоминающих толпу коленопреклоненных человеческих фигур в белом. Высота их может достигать 5—6 м.

Рис. 112. Определение высоты снеговой линии по методу Гесса (по И. С. Щукину)

Вследствие движения карового ледни­ка вниз по склону в его тыловой части образуется трещина, параллельная верх­нему краю ледника — бергшрунд. В тре­щину поступает большая часть обломоч­ного материала, скатывающегося с крутых склонов кара. За счет этого материала об­разуются донная и внутренняя морены.

Область абляции характеризуется вы­пуклой поверхностью, так как таяние лед­ника на границе его с окружающими скло­нами происходит быстрее, чем в осевой части (рис. 111, в). Это отражается в ри­сунке гидрографической сети (напоминающей центробежный тип) и рисунке горизонталей: при переходе их со склонов на по­верхность ледника образуется резкий перелом, выпуклостью они направлены к концу ледника. Отмеченные закономерности в ри­сунке горизонталей позволяют по топокартам определить границу фирновой линии^[26], границу областей питания и абляции ледника, которая соответствует положению климатической снеговой гра­ницы (рис. 112).

Для поверхности ледника в области абляции характерен комп­лекс микро- и мезоформ рельефа. Прежде всего это различные по величине и ориентировке трещины: поперечные, образующиеся на крутых участках ложа ледника, вызывающих ледопады (рис. 113, А); диагональные, связанные с разной скоростью движения краевых и центральной частей ледника; радиальные (рис. 113, Б), наблюдаю­щиеся на расширенных концах ледника из-за его растекания.

На поверхности ледника в области абляции широко развиты боковые и срединные морены, а концы ледников могут быть покры­ты сплошным чехлом морены. Наличие на поверхности ледника обломков разной величины может привести к образованию так называемых ледниковых столов (крупный обломок, задерживая та­яние льда под ним, оказывается поднятым над окружающей по­верхностью на ледяной ножке) (рис. 114) и ледниковых стаканчи­ков (мелкие обломки способствуют более быстрому таянию льда под ними, поэтому они как бы вдавливаются в лед).

Долинные ледники оказывают существенное воздействие на ложе и борта понижений, по которым они движутся. Эрозионные

Рис. 113. А. Рельеф ледника в области ледопада. Б. Радиальные трещины на конце ледника

 

Рис. 114. Ледниковый стол на поверхности ледника Шокальского (Фото Л. Судакова)

 

долины, подвергшиеся воздействию ледника, приобретают коры­тообразную форму, поэтому их называют трогамиК Подобно карам и циркам, троги — характерный элемент альпийского рельефа экзарационного происхождения (см. рис. 110). Кроме корытооб­разного профиля для трогов характерны и другие морфологические черты, отличающие их от обычных (эрозионных) речных долин. Для троговых долин свойственны большая спрямленность, сгла­женность нижних частей склонов, отполированность выступов твердых кристаллических пород, образующих на склонах и дне специфичные формы рельефа — бараньи лбы. Они имеют асиммет­ричный продольный профиль: их склоны, обращенные в сторону ледника (проксимальные), более пологие, чем противоположные — дистальные. На поверхности бараньих лбов наблюдаются ледни­ковые царапины, шрамы.

Продольный профиль троговых долин часто неровный, для него характерно чередование пологих и крутых, а иногда даже участ­ков, имеющих обратное падение. Поперечные скалистые пороги (или ступени) троговых долин называются ригелями (от нем. riegel — преграда). Образование ригелей связано с неравномерностью экзарационного процесса, которая чаще всего определяется раз­личным литологическим составом и степенью трещиноватости пород ложа ледника (см. рис. 111).

В поперечном профиле трогов выделяются своеобразные пере­гибы на склонах — плени трогов — это наклоненные к долине, более или менее выровненные площадки, иногда прикрытые море­ной. Площадка заканчивается бороздой сглаживания, выше которой склоны долины не несут следов ледниковой обработки (рис. 115).

Рис. 115. Поперечный профиль трога Д — дно долины; П — плечи трога

 

Существуют разные точки зрения на происхождение плеч трога: одни считают, что это остатки склонов речных долин, ниже кото­рых (плеч) они были углублены и получили большую крутизну в результате экзарационной работы ледника, другие — что это остат­ки днищ более древних трогов, по мнению третьих, плечи трога — это результат интенсивных нивальных процессов, происходящих на контакте льда со склонами долины и обусловливающих подре­зание и отступание склонов, расположенных выше поверхности ледника.

Нет единой точки зрения относительно образования и троговых долин. Участие ледника в формировании троговой долины не подлежит сомнению, однако его роль в этом процессе трактуется неоднозначно. Одни исследователи признают за ледником спо­собность к интенсивному глубинному врезанию и образованию самостоятельных выработанных форм, другие считают, что лед­ники могут только шлифовать и сглаживать мелкие неровности своего ложа и, следовательно, способны лишь несколько видо­изменить те формы, которые были созданы другими процессами (в частности реками). Наблюдаемый характер сочленения троговых долин друг с другом свидетельствует в пользу точки зрения первой группы исследователей. Так, если в типичных речных системах все долины притоков соединяются с главной рекой на одном с ней уровне (в условиях однородных или сходных по устойчивости

Рис. 116. Висячая боковая долина трога и устьевая ступень (по В. Девису)

горных пород), то в трогах боко­вые долины обычно являются "висячими". Они открываются в главную долину высоко над ее уровнем, на склонах долины. Бо­ковые долины часто также яв­ляются трогами (рис. 116). Кру­той уступ, отделяющий главную долину от боковой, с которого приток низвергается водопадом или каскадом, называется устье­вой ступенью. Образование устьевой ступени, т.е. переуглубление главной долины, легко объяснить, если исходить из способности ледника проводить интенсивную экзарационную работу: более мощный ледник главной долины углубил свое ложе сильнее, чем маломощные ледники боковых долин. Таким же образом можно объяснить наличие уступа в верховьях трога, где в период более сильного оледенения происходило слияние ряда ледяных пото­ков. Однако существуют и другие точки зрения на образование висячих долин и уступов в верховьях трогов.

Характерная черта троговых долин — холмисто-западинный рель­еф их днищ, возникновение которого обусловлено неравномерным отложением основной морены, а также наличием нескольких зон конечно-моренных образований. На склонах трога часто наблю­даются так называемые террасы оседания, представляющие собой сохранившиеся в рельефе боковые морены ледников, заполнявших долины. Моренные террасы оседания, протягивающиеся вдоль склонов трогов так же, как и их плечи, по внешнему облику на­поминают речные террасы и являются разновидностями псевдо­террас.

Все элементы типичной ледниковой долины бывают хорошо выражены лишь в молодых (недавно освободившихся из-подо льда) трогах или в долинах, склоны которых сложены из пород, медленно подвергающихся выветриванию и воздействию плос­костного смыва. В горах, сложенных легко разрушающимися по­родами (например, глинистыми сланцами), троги очень быстро теряют свою морфологическую выраженность. Сильно меняют форму поперечного профиля трогов конусы осыпей, а также кону­сы выносов временных водотоков и лавин, образующиеся у подно­жия их крутых склонов. Эти гравитационные процессы могут
придать корытообразный профиль и тем речным долинам, кото­рые не подвергались воздействию ледника.

Несомый ледником материал откладывается (аккумулируется) там, где преобладает абляция. У активных (наступающих) ледни­ков за счет донной, срединной, боковой и внутренних морен образу­ется конечная морена. Она имеет вид гряды, повторяющей в плане очертания края ледника. При интенсивном таянии и отступании ледника образуется несколько конечных морен, маркирующих ту или иную задержку в отступании края ледника. При этом обнажа­ется дно трога, покрытое донной мореной, на которую проециру­ется абляционная морена, образующаяся из боковой, срединной и внутренней морен при таянии ледника. Возникает холмисто-запа- динный рельеф основной морены. Особый тип накопления образуют так называемые напорные морены. Они возникают при интенсивном наступании ледников после их временного отступания. Ледник, наступая на отложенную им ранее конечную морену, деформирует ее, двигая впереди себя. При значительном давлении ледник мо­жет оторвать выступающие блоки коренных пород, залегающих под мореной, и нагромоздить их вместе с деформируемым мо­ренным материалом. В результате образуются высокие (десятки метров) валы, в вертикальном разрезе которых можно наблюдать складчатость, перемятость отложений. Такие нарушения называ­ются гляциодислокациями.

Конечно-моренные гряды часто служат естественными плоти­нами, выше которых (если край ледника несколько отступил) располагаются озера с резкими колебаниями уровня, обусловлен­ными интенсивностью таяния снега и льда или ливневыми дож­дями в верхней части долины. Если поступающая вода не успевает фильтроваться через конечно-моренную гряду, уровень озера на­чинает повышаться. При прорыве плотины и размыве слагающего ее рыхлого обломочного материала возникает сель. Сели подобного типа — очень частое явление в горах. Такой сель возник 15 июня 1973 г. в верховьях р. Малая Алмаатинка, когда озеро у края лед­ника Туюксу прорвало конечно-моренную гряду. Сель двинулся на Алма-Ату. Мощность селя была очень велика. Только благодаря возведенной в 1968 г. селезащитной плотине в урочище Медео сель был задержан и город не пострадал.

В эпоху плейстоценовых оледенений, вызванных похолоданием климата, интенсивность горного оледенения сильно возрастала. Некоторые долинные ледники выходили за пределы гор, концы их расширялись, они принимали булавовидный облик. В результате осцилляции края ледника образовывалась система конечно-мо­ренных гряд, понижения перед которыми после таяния ледника

Рис. 117. Моренный амфитеатр оз. Гарда (по Кейзеру)

 

в некоторых случаях оказались заняты озерами. Так возникли Цюрихское, Фирвальдштетское и другие озера на северном склоне Альп, озера Гарда, Комо, Маджиоре у южного склона (рис. 117).

При таянии ледника возникают водные потоки, которые так­же выполняют определенную геоморфологическую работу. Эти потоки названы флювиогляциальными ^[27] . Они наблюдаются на по­верхности ледника, внутри или под ледником, несут много обло­мочного материала и отлагают его либо у края ледника, либо в тех каналах, по которым текут.

При отступании ледника водно-ледниковые аккумулятивные образования, возникшие на его поверхности или в толще льда, проецируются на донную морену. Отложения водно-ледникового материала и конечной морены могут занимать большие простран­ства, особенно при покровном оледенении. За счет стока талых ледниковых вод горных ледников образуются флювиогляцыальные террасы, которые (если их прослеживать вверх по долине) сочле­няются с определенными, соответствующими им по возрасту, стадиальными конечными моренами. Отложения террас образу­ются за счет размыва и переотложения морен.

В горах, вершины которых поднимаются выше снеговой гра­ницы, наряду с экзарационной работой льда протекает процесс альтипланации^[28] — вершинного нивального выравнивания. Сово­купность действия нивации, солифлюкции и гравитационных про­цессов при определенных тектонических условиях обусловливает выравнивание вершин и образование на склонах ступенчатого рельефа нагорных террас (рис. 118). Нагорные террасы — площад­ки размером от нескольких метров до нескольких километров, ограниченные крутыми уступами высотой от одного до несколь­ких десятков метров. Площадкам свойствен слабый наклон, они покрыты глыбами, щебнем и мелкоземом, а образуются на скло­нах, сложенных твердыми породами. В условиях интенсивного тектонического поднятия такие поверхности могут, вероятно, и не сформироваться. Однако во многих случаях и в очень высоко­горных районах (т.е. испытывающих значительное поднятие) аб­солютная высота большинства вершин не превышает некоторого определенного уровня. Полагают, что нивальные процессы и процессы выветривания ставят предел росту горных вершин, ко­торый называют верхним уровнем денудации, или уровнем вершин. Предельный рост гор в высоту, т.е. положение верхнего уровня денудации, зависит от следующих факторов: 1) скорости тектони­ческого поднятия, 2) климата, определяющего "набор" и интен­сивность денудационных процессов, 3) стойкости слагающих гор­ных пород.

Рельеф областей покровных

Плейстоценовых оледенений

Покровные ледники, в отличие от горных, занимают целые острова и континенты. Из-за большой мощности (в Гренландии более 3 км и в Антарктиде 4 км) на их распространение и харак­тер поверхности подледниковый рельеф в центральных частях покровов не оказывает существенного влияния. Поверхность по­кровных ледников, как правило, плоско-выпуклая, в виде щита (рис. 119). Покровные ледники распространены в арктическом и антарктическом климатических поясах, где снеговая граница опус­кается до уровня моря или находится немного выше его. Движение покровных ледников происходит радиально, за счет растекания льда

Площадка нагорной террасы

Уступ Площадка нагор± террасъи ной террасы 1. |, IУгол наклона 3-5?

^Аккумулятие- \ная нагорная I терраса

Рис. 118. Схема образования нагорных террас (по С. Г. Бочу и И.И. Краснову): а — морозное выветривание (размер стрелок указывает на различную интенсивность процесса); б — солифлюкционный перенос рыхлых продуктов выветривания; в — направление отступания уступов нагорных террас; г — последовательные стадии отступания нагорной террасы; д — последовательные стадии снижения площадок нагорных террас под воздействием морозного выветривания и солифлюкционного сноса

I Тумп

Зона активных нагорных террас 'Зона неантивных нагорных террас Вб

I I

Рис. 119. Ледниковый покров Гренландии: I — план; II — профиль по линии А—В (по И. Марцинеку)

от центра щита к периферии, в связи с разницей давления. Динамика покровного лед­ника в несколько идеализи­рованном виде представлена на рис. 120. В центральной части располагается область питания, где ежегодный рас­ход на таяние меньше, чем ко­личество выпадающих осад­ков. Следствием этого явля­ется увеличение мощности ледникового покрова. По мере удаления от области пита­ния абляция увеличивается, мощность льда становится меньше, краевые части лед­ника начинают приспосабли­ваться к подледному рельефу, как это происходит в юго- восточной части Гренландии. В зависимости от соотноше­ния приходной и расходной частей баланса ледника его край не остается в стацио­нарном положении, осцил­лирует.

 

ШИШ)

JI Ex

Af

 

EE' & ЕЗз

Рис. 120. Схема динамики ледникового щита (по Е.В. Шанцеру): Af — область питания ледника; АЬ — область абляции; Ех — зона экзарации; Ак — зона ледниковой аккумуляции; Н₀ — максимальная мощность льда, при которой возможно подледное накопление основной морены; 1 — приход снежных осадков; 2 — поверхностное стаивание: 3 — движение льда

Поверхность ледников обычно разбита трещинами, возникаю­щими по разным причинам: влияние рельефа подледникового ложа, различная скорость движения отдельных частей ледника и др. Трещины затем расширяются и углубляются под действием та­лых ледниковых вод, возникающих на поверхности ледника летом. Так возникают надледниковые каналы, достигающие глубины в десятки и даже сотни метров. За счет талых вод образуются внут- риледниковые и подледниковые каналы, или тоннели, в которых вода находится под большим давлением и, двигаясь под напором, производит большую эрозионно-аккумулятивную работу. В областях распространения покровных оледенений (в частности, в Антаркти­де) встречаются значительные по площади подледниковые озера.

В течение четвертичного времени площадь покровного оледе­нения неоднократно значительно расширялась. Льды покрывали огромные пространства на территории Северной Америки и Ев­разии. Во время максимума распространения четвертичного оле­денения оно покрывало более 40 млн км² (около 30% площади суши), т.е. почти в три раза превышало площадь современного оледенения.

В настоящее время на территории Восточно-Европейской рав­нины выделяют не менее шести оледенений (снизу вверх): донское, окское, днепровское, московское, калининское, осташковское; соот­ветственно пять межледниковий: беловежское (мучкапское), лихвин- ское, одинцовское (рославльское), микулинское, молого-шекснинское. Это наиболее принятая, но не единственная точка зрения о палео­географических событиях четвертичного периода на территории Восточно-Европейской равнины. До настоящего времени нет еди­ного мнения ни о числе четвертичных оледенений, ни о границах их распространения, ни о названиях ледниковых и межледниковых эпох, что видно из табл. 1 и из сравнения рис. 121 и 122.

До сих пор идут, например, споры о том, было ли калининское оледенение, а среди признающих два позднеплейстоценовых оле­денения — какое из них (калининское или осташковское) было больше по площади. Среди исследователей нет единого мнения ни о числе среднеплейстоценовых оледенений, ни о том, было ли московское оледенение самостоятельным или это стадия днепров­ского оледенения. Остается спорным вопрос, какое из среднечет- вертичных оледенений было максимальным.

Следует, однако, отметить, что в последние годы появились достаточно убедительные данные, свидетельствующие о том, что и в среднем, и в позднем плейстоцене территория Восточно-Евро­пейской равнины дважды подвергалась покровным оледенениям, а максимальными среди них были калининское (поздний плейсто­цен) и днепровское (средний плейстоцен) оледенения.

\ Мурманск^" 'А

С. Петербургу*

^Нарьян-Мар В?

\ ) __ с' Р ^ {Архангельск Л \ о?

О*

.•..^^ингр^^^з^ мос^^^новгород

Минск

Г

(Воронеж

 

• ' ^

л

Днепропетровск

Волгоград Астрахань

Таблица 1 Система Отдел Региональная схема европейской части СССР, МСК1, 1964 г. ИИ. Краснов, Е.П. Заррина, 1986 г. Схема II МСС2 С.Л. Бреслав, А.А. Величко, С.М. Шик и др., 1986 г. С.М. Шик, 1993 г. (с небольшими сокращениями) A. А. Величко, B. В. Писарева, М.А. Фаустова, 2002 г.       Горизонты Палеогеографические     Современный Голоценовый Голоценовый Голоценовый события среднего плей­стоцена Восточно-Ев­ропейской равнины   «   Осташковский   Осташковский )S Осташковский Осташковский   к Он <D CQ К * о >К яЗ Молого- Шекснинский К * о « ей Ленинградский К * о « яз Мончаловский Мончаловский       « сЗ X     3Q Подпорожский 3Q   Калининский Микулинское меж- ледниковье (поздний плейстоцен) V К н   Микулинский Микулинский Микулинский Микулинский   о О £ Московская   Московский Московский   Московский Московский   * £ о X стадия О, О «     (Сожский) п §       X <D Я О н о « <D 0 х Он CD с п <D g 1 ^ Интерсгадиал П н о К X э Q< и Одинцовский (Рославльский) Шкловский [ОДМОС ный ? of, a s л 3 § 1 Лихвин S.S.3 Днепров­ская стадия   Днепровский Днепровский с     <=: с Потепление Похолодание Межледниковье (Каменское)     Лихвинский Лихвинский Лихвинский   Смоленский брод >5 5 X ь* с>   'К К я Окский Окский (Березинский) Окский Окский а и Первый ледниковый этап (Печерский)   * К X Беловежский Беловежский (Мучкапский) Мучкапский Мучкапский   Лихвинское межледниковье

Стратиграфические схемы четвертичной системы Восточно-Европейской равнины по данным разных авторов (ледниковые этапы затемнены)

Система	Отдел	Региональная схема европейской части СССР, МСК1, 1964 г.	И.И. Краснов, Е.П. Заррина, 1986 г.	Схема II МСС2 СЛ. Бреслав, А.А. Величко, С.М. Шик и др., 1986 г.	С.М. Шик, 1993 г. (с небольшими сокращениями)	A. А. Величко, B. В. Писарева, М.А. Фаустова, 2002 г.
			Донской (ледниковый)	Донской	Донской
		Беловежский	Ильинский	Ильинский	Ильинский
			Покровский (ледниковый)	Покровский	Покровский
			Михайловский (Петропавловский)	Петропавловский	Петропавловский

 

— межведомственный стратиграфический комитет.

— межведомственное стратиграфическое совещание.

1 MCK 2 MCC 3 s.s. -

— истинный лихвин.

Рис. 122. Распространение плейстоценовых ледниковых покровов на территории Восточно-Европейской равнины (по А.А. Величко, В. В. Писаревой, М.А. Фаустовой, Ю.Н. Грибченко, 2002): 1 — граница донского оледенения; 2 — предполагаемая граница окского оледенения; 3 — предполагаемая область распространения печорского оледенения; границы стадий днепровского оледенения: 4 — максимальной стадии, 5 — предполагаемая граница раннеднепровской стадии; 6 — границы московской стадии оледенения (а — бронниц- кой максимальной, по В.В. Писаревой, М.А. Фаустовой, б — икшинской, по Ю.Н. Гриб­ченко); 7 — граница валдайского оледенения; 8 — питающие провинции и конусы раз­носа эрратических пород ледниковыми потоками максимальной стадии днепровского оледенения: I — балтийско-ладожская, II — л ад ожс ко-онежская, III — прионежская, IV — беломорская, V — кольская

 

Рассмотрим несколько других дискуссионных вопросов, касаю­щихся четвертичных оледенений на территории Восточно-Евро­пейской равнины. Так, нет аргументированного объяснения су­ществования печорского покровного ледника в восточной части равнины и отсутствия его в западной (см. рис. 122). Нет обоснова­ния далеко продвинувшегося на юг (до устьев рек Хопер и Медве­дица) донского ледника и отсутствия одновозрастных ледниковых отложений в пределах Днепровской низменности (см. рис. 122). Исходя из того, что Восточно-Европейская равнина располагается в зоне западного переноса воздушных масс (а с ними и влаги с Ат­лантики), в западной части равнины условия для возникновения и распространения на юг ледников были более благоприятны, чем в восточной части, о чем свидетельствуют границы всех последую­щих средне- и позднечетвертичных оледенений.

В соответствии с приведенной выше идеализированной схемой динамики ледникового щита (рис. 120), в областях древнего покров­ного оледенения устанавливалась определенная зональность гео­морфологических процессов, черты которой находят отражение в современном рельефе территорий. Довольно четко выделяются зона преобладающей ледниковой денудации (экзарации, от лат. exaratio — выпахивание) и зона преобладающей ледниковой аккумуляции. Упот­ребление слова "преобладающий" не случайно, так как в области денудации встречаются и аккумулятивные формы, так же как в области аккумуляции — денудационные (рис. 123).

Рис. 123. Схема соотношения ледникового и водноледникового рельефа. Области: а — преобладающей ледниковой денудации; б — преобладающей леднико­вой аккумуляции; в — перигляциальная

Вс/олмленрая моренная равнина

Озера ледникового выпахивания п

Ьм курчавые

Ниже дана краткая характеристика строения названных зон на примере восточноевропейской части европейского ледникового покрова.

Зона преобладающей ледниковой денудации. Для древнего лед­никового покрова зоной преобладающей ледниковой денудации была Фенноскандия. Здесь, как известно, на большей части тер­ритории обнажаются докембрийские кристаллические породы, а вдоль западного побережья Скандинавского полуострова — поро­ды кембрия и силура, смятые во время каледонской складчатости.

Выходы коренных пород подверглись интенсивной ледниковой обработке. Из денудационных форм рельефа прежде всего следует отметить скалистые гряды с ледниковой обработкой, так называе­мые сельги и вытянутые параллельно им ванны выпахивания, в на­стоящее время занятые озерами или болотами (приложение 18). Озер особенно много, за что Финляндию и Карелию называют "странами тысяч озер".

К более мелким денудационным формам с ледниковой обработ­кой относятся описанные выше бараньи лбы, скопление которых образует рельеф "курчавых скал". На склонах гряд и бараньих лбов выделяются ледниковые "шрамы" — царапины, по направ­лениям которых можно судить о направлении движения ледника. С направлением движения ледника совпадает ориентировка мно­гих гряд и разделяющих их ванн выпахивания.

Специфична морфология речных долин области преобладаю­щего ледового сноса. Они, как правило, неглубоко врезаны, име­ют невыработанный продольный профиль, на них много порогов и быстрин, но отсутствуют более или менее значительные водо­пады (следствие сглаживающей работы ледника)